GEOLOGÍAJM  MOVIMIENTO DE LAS PLACAS

 

EL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS LITOSFÉRICAS EL CICLO DE WILSON

La litosfera se renueva, desde las dorsales hasta las zonas de subducción. Una litosfera dividida en placas, en cuyos bordes se dan los procesos que cambian la superficie del planeta, es la base de la teoría geológica más revolucionaria hasta el momento, la teoría de la tectónica de placas.
El movimiento de las placas se ve favorecido por dos procesos físicos:
- La densificación. A medida que las placas se introducen en el manto se van haciendo más densas, por la transformación de unos minerales en otros. Esta densificación hace que la litosfera que subduce tire del resto de la placa, atrayéndola así hacia el interior de la Tierra.
Las dorsales oceánicas se originan como resultado de este tirón, asumiendo un papel pasivo en el desplazamiento de las placas.
- El descenso por gravedad. Los materiales que solidifican en las dorsales se deslizan por gravedad hasta las zonas de subducción, debido a la diferencia de altura que existe entre ambos entornos.


La convección: un modelo dinámico para la Tierra
En la actualidad se admite que todo el planeta está en movimiento desde el interior del núcleo hasta la troposfera (capa inferior de la atmósfera), sometiendo a sus materiales a corrientes de convección regidas por la energía, desde la térmica del núcleo hasta la del Sol.
En síntesis podemos decir que existen diferentes niveles convectivos en el planeta y que implican a la atmósfera, hidrosfera, litosfera-manto y al núcleo con dos niveles a su vez, correspondientes al núcleo externo e interno.
La tomografía sísmica nos muestra el recorrido de la placa oceánica subduciendo, en bloque hasta los 670 Km. de profundidad. Allí se acumula a la espera de que los minerales que la integran se transformen en otros más densos, hecho que provoca la caída en cascada de los trozos litosféricos hasta los 2900 Km., nivel denominado D".
Los trozos de litosfera acumulados en D" se desplazan por este nivel recogiendo el calor que proviene del interior del núcleo, y una vez sobrecalentadas comienzan la ascensión, configurándose columnas de rocas calientes o plumas térmicas que atraviesan el manto. De nuevo a los 670 Km. éstas se detienen hasta que los minerales se transforman en otros más ligeros que permiten reanudar el ascenso.
Algunos geofísicos opinan que si estas columnas, cuando Llegan a la parte superior del manto, coinciden con una región litosférica estirada y fracturada y por tanto sometida a descompresión, experimentan fusión sus rocas y se constituyen en fuente de magma para las dorsales. Esto no se ha podido visualizar, pero lo más posible es que los avances tecnológicos lo permitan en un futuro muy próximo.
Según este modelo, las placas litosféricas están inmersas en un movimiento de convección (flujos descendentes y ascendentes intercomunicados) que involucra a todo el manto y que se convertiría en el motor térmico que provoca sus desplazamientos por la superficie.
La litosfera que subduce se fragmenta y recorre un largo camino hasta llegar a la superficie del núcleo externo, desde donde al sobrecalentarse ascenderá, pudiendo salir a la superficie por zonas fracturadas de la corteza.

 


 

 

El ciclo de Wilson
El geólogo canadiense Tuzo Wilson (1908-1993) desarrolló un esquema sobre el origen, crecimiento, evolución y destrucción de las placas que consta de varios pasos.
Este esquema se basa en el hecho de que la existencia de los océanos es limitada y, por tanto, el ciclo termina cuando el fondo oceánico situado entre dos continentes desaparece totalmente por subducción, dando lugar a la colisión entre los dos bordes continentales.
Para Wilson, la teoría de la tectónica de placas describe los movimientos de las placas y las consecuencias que se derivan de esos movimientos, que pueden resumirse en las siguientes etapas fundamentales actualmente identificadas en distintas zonas de la Tierra.
1. Existencia de un continente.
2. Si una corriente de convección cambia de lugar, se puede formar un nuevo valle rift en la zona de la superficie terrestre donde incida. Los valles rift y las amplias mesetas de basalto se crean por la rotura de la litosfera cuando las corrientes calientes ascienden desde el manto y abomban la litosfera continental fracturándola.
3. Adelgazamiento y estiramiento de la litosfera continental, y formación de una fosa tectónica con abundantes volcanes (rift). Se genera, así, una dorsal y comienza la creación de litosfera oceánica, como ocurre actualmente en el valle del Rift, en África, donde se encuentran los grandes lagos y los volcanes situados alrededor de ellos.
4. Expansión del fondo oceánico. La salida de la lava basáltica por las fracturas abiertas en la superficie terrestre crea nueva litosfera. Las aguas marinas pueden invadir la fosa en este momento. El calor escapa del interior a medida que la nueva litosfera surge desde abajo.
5. La dorsal está cada vez mejor definida y comienza la deriva (separación) de las dos masas continentales debido a la expansión del fondo oceánico. En esta etapa «de juventud» se origina un estrecho mar de márgenes paralelos, con la formación ocasional de evaporitas. En la actualidad, esta etapa se halla representada por el mar Rojo. 

6. A esta etapa le sigue otra «de madurez». La litosfera oceánica así creada se integra en una placa y se enfría paulatinamente al separarse de la dorsal y desplazarse sobre el fondo del océano, que aumenta de tamaño a razón de varios centímetros al año y forma una amplia cuenca oceánica flanqueada por cortezas continentales. Los continentes se encuentran ya muy separados, y la sedimentación en los márgenes continentales es considerable. Esta es la etapa en la que se halla actualmente el océano Atlántico.

7. Con el paso del tiempo, este sistema de expansión se vuelve inestable, y una porción de la litosfera, ya fría y llena de sedimentos marginales, se hunde (subduce) en la astenosfera, formando una fosa oceánica asociada a un arco insular compuesto por islas volcánicas  y próximo al continente, como ocurre en la costa pacífica de América del Sur.
Si la litosfera es muy antigua, el fondo oceánico aumenta de espesor y su densidad puede llegar, incluso, a sobrepasar la del manto situado debajo, por lo que se hunde hacia el interior con un ángulo muy pronunciado.
Si la litosfera es joven y, por tanto, está más caliente, cuando alcance una zona de subducción se hundirá también, pero con un ángulo menos pronunciado, lo que provocará la formación de un arco insular asociado a fosas oceánicas poco profundas. Esto es lo que está ocurriendo actualmente en las fosas de Atacama, Tonga, Indias Orientales, etc., debido a la subducción del océano Pacífico.
En ambos casos, en estas zonas se inicia la convección descendente. En ocasiones, las placas simplemente «se deslizan cuesta abajo», debido a un mecanismo similar a lo que conoce como «efecto toalla» (una toalla extendida sobre la superficie del agua flota hasta que un borde se empape y comience a hundirse arrastrando al resto.
8. Mientras continúa la subducción, la compresión deforma los sedimentos atrapados en las fosas, como consecuencia del avance de la corteza oceánica, y da lugar a la formación de cuñas o prismas de acreción . Se originan, así, cinturones de montañas jóvenes que emergen parcialmente del mar, lo cual marca el final de esta etapa.
Los arcos insulares con volcanes asociados dejan un mar interior (cuenca trasarco), que posrteriormente se colmatará al recibir los sedimentos procedentes de la erosión del continente y del arco de islas. De este modo se crearon el mar Mediterráneo y las islas del mar Egeo.
La colisión entre el arco insular y el continente ocasiona el intenso plegamiento de los sedimentos, con la aparición de numerosas fallas y de metamorfismo, mientras continúa la actividad volcánica (figura 3.23). Así, los sedimentos originan una gran cadena de montañas que constituyen un orógeno pericontinental o de borde, como la cordillera de los Andes en América del Sur o las Montañas Rocosas en América del Norte.

9. Si la placa que subduce debajo de un continente es portadora de otro, ambos continentes se irán acercando conforme progrese la suhduccicín (figura 3.24). El océano situado entre las dos placas se irá reduciendo, y los sedimentos atrapados entre ellos se plegarán y se unirán a los que ya formaban el orógeno pericontinental, por lo que el relieve resultante tendrá mayores dimensiones (especialmente en grosor) y constituirá un orógeno intracontinental o de colisión.

El océano que existía entre los dos continentes se cerrará; al final de esta etapa, toda la corteza oceánica situada entre las masas continentales subducirá, y los continentes convergerán en una zona de colisión, quedando unidos mediante una sutura (figura 3.25) que marca la cicatriz entre las placas colisionantes (por ejemplo, la sutura llamada Indo-Yarlung Zangho, en el Himalaya).

En la sutura pueden aparecer restos de la litosfera oceánica que subducía mezclados con material continental metamófico procedente del «cabalgamiento» de la litosfera sobre el material continental; este conjunto de materiales se denomina conjunto ofiolítico u ofiolitas.

Ejemplos de este tipo de orógeno, que siempre se producen por el choque entre placas continentales, pueden encontrarse en el Himalaya (por la colisión entre Eurasia y la India), el Cáucaso, los Alpes y los Pirineos.

10. Al final del ciclo, las dos placas quedan unidas (ohducción) y puede comenzar un nuevo ciclo de movimiento entre placas.

 

 


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